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Com o modelo regional RegCM3, avaliamos o fluxo de umidade integrado verticalmente da superfície até 300hPa para diferentes climas: passado (1961-1990), presente (1991-2008) e futuro (2071-2100). Os resultados são analisados em três áreas da AS: AMZ, NEB e LPB durante o verão e inverno.

De maneira geral, observa-se que o fluxo médio da AMZ e NEB fornece maior parte de vapor d’água na borda leste (Figura 3.5 e 3.6), assim sugerindo que as contribuições dos ventos alísios do Atlântico Norte e Sul são igualmente importantes para a entrada de umidade durante o verão e inverno, principalmente nas regiões tropicais. Ressaltando que essas duas regiões, apresentam transporte de umidade mais intenso no clima futuro (Figura

(a)

(b)

(c)

59 3.5c) em ambas as estações. No verão, a região da AMZ apresenta o transporte de umidade no clima passado (Figura 3.5a) e presente (Figura 3.5b) 69% e 39% menores que o clima futuro, respectivamente. No inverno, os climas do passado e presente estiveram 50% e 37% menores do que o clima futuro (Figura 3.6c), respectivamente.

Na região do NEB, essas diferenças foram pequenas no verão, pois para os climas do passado (Figura 3.6a) e do presente (Figura 3.6b), o transporte de umidade é aproximadamente 38% e 9% menores que o clima futuro, enquanto que no inverno, essas diferenças aumentaram, isto é, no clima passado e presente foram 15% e 22% menores que o clima futuro, respectivamente. Em suma, os resultados sugerem aumento na convergência de umidade para o clima futuro, principalmente em regiões tropicais, indicando que o aquecimento global tem influência no transporte de umidade da atmosfera na AS (Soares e Marengo, 2009). Isto pode ser explicado a partir da Temperatura da Superfície do mar (TSM), que provavelmente no clima futuro ficam mais quentes, o clima também se aquece, a evaporação dos oceanos aumenta e consequentemente, tem-se maior quantidade de vapor d’água.

Diante disto, pode-se dizer que o aumento da convergência de umidade no clima futuro estar associado ao transporte de umidade para dentro das regiões tropicais (Figura 3.5a,b) que é mais forte, pois os alísios do nordeste se aceleram no clima futuro (Figura 3.5c). Nos climas do passado e do presente, é visto um transporte de umidade para fora da Amazônia (borda sul), adentrando assim, na região LPB (borda norte e/ou oeste), provavelmente relacionado aos JBN mais fortes e mais frequentes durante o verão (Marengo et al.,2004). Isso ocorre especialmente durante a estação quente e chuvosa, quando os ventos alísios sobre a AMZ e Atlântico Norte tropical são mais fortes, enquanto durante a estação fria o JBN é alimentado com umidade vinda do Atlântico Sul associada a um intenso anticiclone subtropical do Atlântico, que está mais próximo do continente durante o inverno austral (Marengo et al., 2004; Vera et al., 2006).

Como comentado anteriormente, em relação à LPB no verão, o transporte de umidade que chega nessa bacia, é por meio de um escoamento que sai das bordas oeste e sul da AMZ e segue em direção as bordas oeste e/ou norte da LPB. Segundo Marengo et al. (2004) e Liebmann et al. (2004) essa umidade é transportada via JBN, conhecido em transportar parcialmente a umidade da Bacia Amazônia para o Sul do Brasil, norte da Argentina, Paraguai e Uruguai e assim, indicando uma região úmida nesta estação. Esta configuração é notável no verão dos três climas, com convergência de umidade de 95 unidades no clima

60 passado (Figura 3.5a), contra 90 e 79 unidades no clima presente (Figura 3.5b) e futuro (Figura 3.5c), respectivamente.

No inverno, nota-se na região LPB saída de umidade nas bordas (oeste, norte e sul), enquanto na borda leste há entrada de umidade proveniente do Oceano Atlântico, com menor intensidade. A explicação para isto está associada aos continentes que estão frios e com temperaturas mais baixas que o oceano adjacente (Reboita et al., 2010). Desta forma, a entrada de ar seco e frio proveniente das latitudes médias enfraquecem o transporte de umidade, e assim, pouca umidade chega à LPB, o que provoca nesta estação condição seca. Desta forma, fica provado que a convergência de umidade reduz consideravelmente nesta estação, com valores nos climas presente (Figura 3.6b), passado (Figura 3.6a) e futuro (Figura 3.6c) de 20, 11 e 14 unidades, respectivamente.

61 Figura 3.5. Fluxo de umidade integrado da superfície até 300 hPa ao longo das bordas laterais de três caixas retangulares na AS. Para o clima passado (a), presente (b) e futuro (c) no verão. Os números nos cantos inferiores esquerdo de cada caixa é a convergência total do fluxo de umidade sobre a área retangular. As unidades são 107 kg/s.

62 Figura 3.6. Como na Figura 3.5, mas para o inverno.

(c) (b)

63 3.6. Conclusão

O RegCM3 mostrou representar bem a distribuição da precipitação, porém erros relacionados à ZCAS (deslocamento da máxima precipitação do Pará para AMC) e ZCIT (maior extensão meridional) foram importantes para explicar a superestimativa de precipitação na AMC e oeste da AS como exposto na (Figura 3.3). Em relação à umidade específica, o modelo obteve um bom desempenho na estação de inverno. Uma explicação para isso é que o contraste da temperatura é grande em latitudes médias, o que provoca maior variabilidade térmica (Peixoto e Oort, 1992) e como consequência, deslocamento das massas de ar frias de altas latitudes. Corroborando com outros estudos, que utilizaram RCM e observaram melhorias na simulação dos principais padrões atmosféricos durante o inverno (mês de julho) da AS (Nicolini et al., 2002; Menéndez et al., 2001).

Os resultados dos fluxos de umidade integrados verticalmente nos diferentes climas mostraram que os ventos alísios do Atlântico Norte e Sul são igualmente importantes para a entrada de umidade durante o verão e inverno, principalmente nas regiões tropicais. Verificou-se ainda, que a convergência de umidade para o clima futuro, principalmente nas regiões tropicais foram mais intensos quando comparado com os climas do passado e do presente, sugerindo assim, que o aquecimento global tem influência no transporte de umidade da atmosfera na AS (Soares e Marengo, 2009). Como também, os fluxos laterais de umidade se intensificam no clima futuro, devido à atmosfera estar mais quente, dispõe de mais energia e aumentam assim, os contrastes (atmosfera mais dinâmica) fazendo que o escoamento acelere no clima futuro.

Por fim, constatou-se que no verão o transporte de umidade que chega à LPB, deve estar associado à atuação dos JBN (Marengo et al., 2004), pois este é responsável parcialmente em transportar umidade da Bacia Amazônica para o Sul do Brasil, norte da Argentina, Paraguai e Uruguai, o que implica em uma região úmida nesta estação. No inverno, foram observados menos convergência de umidade nesta região, quando comparado com o verão nos diferentes climas. De fato, a entrada de ar seco e frio proveniente das latitudes médias enfraquecem o transporte de umidade, e assim, pouca umidade chega à LPB, o que provoca nesta estação condição mais seca.

64 CAPÍTULO 4

(2º ARTIGO)

REGIONAL CLIMATE SIMULATIONS OF THE CHANGES IN THE